1Depuis 80 Ma, le bassin méditerranéen est le lieu d’une évolution complexe imposée par la convergence progressive des plaques Afrique et Europe. Ce contexte géodynamique se traduit à la fois par l’activation de subductions, la création d’espaces océaniques en position d’arrière-arc et de diverses collisions continentales, dont la collision alpine. En Méditerranée orientale, la collision des plaques Afrique et Europe au niveau de la suture du Zagros induit le mouvement vers le sud-ouest de la microplaque englobant le domaine égéen et l’Anatolie dont la dynamique interfère avec la convergence Afrique-Europe (fig. 1). L’une des conséquences les plus spectaculaires de cette cinématique est la construction, sur le fond des bassins ionien et levantin, d’un prisme d’accrétion tectono-sédimentaire atypique : la ride méditerranéenne, relief sous-marin de dimensions comparables aux Alpes occidentales (longueur 1500 km, largeur 200-250 km), couvrant près de 60 % des fonds entre la Calabre et la marge du Levant. Sa remarquable diversité structurale est gouvernée à la fois par la nature de la croûte des bassins en subduction, par la nature et l’épaisseur des sédiments portés par celle-ci, ainsi que par la cinématique relative des plaques en présence.
Fig. 1 – Contexte cinématique et tectonique de la Méditerranée orientale (modifié d’après Huguen et al., 2004 ; Mc Clusky et al., 2000 ; Chaumillon and Mascle, 1996 ; Robertson et al., 1996 ; Cronin et al., 1997 ; Le Pichon et al., 1995). Les mouvements des principales plaques sont indiqués, par rapport à l’Eurasie considérée comme stable.
Fig. 1 – General kinematic and tectonic context in the eastern Mediterranean (adapted from Huguen et al., 2004 ; Mc Clusky et al., 2000 ; Chaumillon and Mascle, 1996 ; Robertson et al., 1996 ; Cronin et al., 1997 ; Le Pichon et al., 1995). The plates motions relative to Eurasia are shown.
1 : domaine externe de la ride méditerranéenne ; 2 : domaine central de la ride méditerranéenne ; 3 : plaines abyssales ; 4 : plateau interne ou butoir continental ; 5 : fosses helléniques ; 6 : front de déformation externe ; 7 : front de déformation interne ; 8 : principaux champs d’expulsion d’argiles (de 1 à 6 dans l’ordre : Prométhée, Pan di Zucchero, Prométhée II, Olympie, Nations Unies, Ceinture méridionale).
1 : outer domain of the Mediterranean Ridge ; 2 : central domain of the Mediterranean Ridge ; 3 : abyssal plains ; 4 : Inner domain (continental backstop) ; 5 : hellenic trenches ; 6 : outer deformation front ; 7 : inner deformation front ; 8 major mud fields (from 1 to 6 : Prométhée, Pan di Zucchero, Prométhée II, Olympi, United Nations, Southern Belt).
2Bien que le prisme ait déjà été en partie analysé au cours de nombreuses études antérieures, notamment à partir de données de sismique réflexion (Chaumillon, 1995) et de sismique réfraction (Truffert, 1992 ; De Voogd et al., 1992), il était encore difficile jusqu’à une date récente d’évaluer à l’échelle régionale et sur la seule base de ces données éparses la portée des impacts morphostructuraux dus au poinçonnement opéré par la protubérance du promontoire cyrénaïque, à la présence des évaporites messiniennes et à l’expulsion massive d’argiles et de fluides.
3L’acquisition systématique, durant la dernière décennie, de données de bathymétrie multifaisceaux et de réflectivité acoustique a permis d’obtenir des relevés précis de l’ensemble du bassin est-méditerranéen, et plus particulièrement de la Ride méditerranéenne. Détaillés et très étendus, ces relevés ont conduit à améliorer sensiblement la compréhension morphogénétique d’un édifice plissé resté jusque-là peu connu. L’article présente et commente de manière synthétique les résultats morphostructuraux, issus principalement de l’interprétation des données acquises par le laboratoire Géosciences Azur (Villefranche-sur-mer) durant la campagne PRISMED II du navire océanographique L’Atalante (Ifremer), équipé du sondeur multifaisceaux Simrad EM 12 Dual. Trois autres campagnes ont contribué à la cartographie et à la compréhension des fonds marins en Méditerranée orientale : la campagne MEDEE (1995), pour la branche occidentale de la Ride méditerranéenne, par le laboratoire de géologie de l’École Normale Supérieure (Paris), la campagne ANAXIBROBE (1995) au sud de la Turquie, par l’université d’Amsterdam et, en 2000, la campagne FANIL, plus à l’est, sur la marge nilotique. Toutes ces campagnes ont également permis d’enregistrer de nombreuses données géophysiques (magnétisme, gravimétrie, sismique réflexion).
4La présentation des résultats sera précédée d’un bref aperçu de l’état des connaissances avant l’apport fondamental de ces données de sondeurs multifaisceaux.
5La morphologie peu différenciée et la faiblesse des pentes de la ride méditerranéenne, ainsi que la courte longueur d’onde de sa déformation de surface, avaient déjà permis de la différencier de la plupart des autres prismes d’accrétion interplaques (Le Pichon et al., 1982 ; Ryan et al., 1982). Il y a près de quarante ans, les premiers échosondages avaient fait découvrir qu’un étrange relief sous-marin parcourait d’ouest en est la presque totalité du plancher de la Méditerranée orientale. Ce relief est apparu bordé, au nord, par les fosses helléniques, dépressions profondément encastrées au pied de la pente continentale instable de l’arc crétois, et, au sud, par la marge stable africaine. L’édifice, en raison de sa position médiane, fut interprété par B.C. Heezen et M. Ewing (1963) comme une dorsale d’accrétion océanique, d’où la qualification de "ride". Peu après, K.O. Emery et al. (1966) inversèrent l’interprétation : de divergente la frontière interplaque devint convergente, mais sans pouvoir percer l’énigme de sa nature et de son origine qui demeurèrent inconnues jusqu’aux premières interprétations des levés gravimétriques de P.D. Rabinovitch et W.B.F. Ryan (1970). Ils proposèrent alors de rapprocher la ride méditerranéenne des ensembles morphosédimentaires déformés associés aux zones de subduction. La première interprétation de la ride méditerranéenne en tant que conséquence de la subduction de la plaque africaine sous l’arc hellénique revint à D.P. McKenzie (1970), dont l’hypothèse fut presque aussitôt corroborée par la mise en évidence, grâce à la localisation des hypocentres des séismes, d’un plan de Wadati-Benioff sous l’arc égéen (Papazachos et Comminakis, 1971). Les études se multiplièrent durant les années 1970 ; la campagne de forages DSDP (Leg 13) recueillit au sommet de l’édifice des roches datées du Crétacé et du Néogène (Ryan et al., 1973) ; la multiplication des profils de réflexion fit découvrir la présence d’une séquence sédimentaire puissante de plusieurs kilomètres (Sancho et al., 1973 ; Hinz, 1974 ; Finetti et Morelli, 1973 ; Finetti, 1976). Toutefois, l’identification de la ride méditerranéenne à un prisme d’accrétion tectonique ne fut véritablement établie qu’en 1982 (Biju-Duval et al., 1982 ; Le Pichon et al., 1982 ; Ryan et al., 1982). Ces divers auteurs tombèrent d’accord pour expliquer la morphogenèse de la chaîne plissée sous-marine par l’accumulation et la déformation d’une épaisse série sédimentaire à la faveur de l’intervention d’un niveau de décollement localisé au sein de la séquence d’argiles aptiennes. Celles-ci furent également soupçonnées d’être à l’origine des importantes expulsions boueuses découvertes à la surface du prisme (fig. 1), dans trois secteurs des régions les plus élevées (Cita et al., 1989 ; Camerlenghi, 1990).
6De la mer ionienne à la mer levantine, la ride a l’aspect d’un vaste relief en forme d’arc convexe vers le sud qui culmine dans son tiers linéaire et central (vers 1400 m). Selon les secteurs, elle domine de un à deux kilomètres le fond des bassins adjacents (profondeur moyenne : 3500 m). Le contact de la ride méditerranéenne avec l’Eurasie est jalonné par le double système des fosses helléniques, bassins profonds aux parois raides : fosses Matapan, à l’ouest (l’une des plus profondes de la Méditerranée : 4715 m), Pline et Strabon à l’est (autour de 4100 et 3500 m, respectivement). Sa façade africaine est bordée de trois petites plaines abyssales dont la profondeur décroît de l’ouest (plaine ionienne : 4140 m) à l’est (plaine Hérodote : 3325 m). Dans la branche occidentale, C. Truffert et al. (1993) ont distingué trois zones morphostructurales : le front externe et plissé, le bombement central à grand rayon de courbure et le secteur septentrional, lui-même adossé à un domaine interne plan. Ce découpage a été repris et complété dans le sens longitudinal par E. Chaumillon (1995) qui y différencia les régions dites occidentale (branche ionienne arquée vers le sud-ouest), centrale (branche libyenne étroite et linéaire) et orientale (branche levantine convexe vers la marge égyptienne).
7Du point de vue structural, E. Chaumillon (1995), puis E. Chaumillon et J. Mascle (1997) ont démontré que la zone externe domine les plaines méridionales, non déformées, par un front de chevauchement formé par l’empilement d’écailles. Dans l’ensemble de la ride méditerranéenne, ce domaine externe est caractérisé par une déformation plicative, d’amplitudes et de longueurs d’onde variables, mais clairement associée à un niveau de décollement localisé dans, ou au toit, des évaporites messiniennes (Kastens et al., 1992 ; Chaumillon, 1995). Au sein de la zone centrale, le sondage conventionnel avait naguère détecté une déformation se traduisant par un curieux assemblage de bosses et de creux à courte longueur d’onde (cobblestone topography). On a longtemps supposé qu’il pouvait s’agir d’improbables formes karstiques liées à la présence des évaporites solubles (Belderson et al., 1978 ; Camerlenghi, 1990). Mais l’intervention d’autres processus a vite été invoquée dès que fut révélée la présence de nombreuses structures boueuses dans ce domaine de la ride (Camerlenghi et al., 1992 ; Limonov et al., 1994 ; Cita et al., 1995). Enfin, vers le nord, c’est par un front de rétrochevauchement que la ride méditerranéenne entre en contact avec son arrière-pays, le domaine interne, plus profond et moins déformé (Chaumillon, 1995), où la présence de vastes formes lobées suggère le façonnement probable par des processus gravitaires dus à des glissements (Lallemand, 1992).
8Toute interprétation morphogénétique de la ride méditerranéenne suppose la connaissance d’un minimum de données sur la nature et la structure de l’épais corps sédimentaire qui la constitue. Trois aspects majeurs de ce conditionnement profond ont animé les débats des années 1990.
9C’est la différenciation des grandes provinces morphostructurales de la ride méditerranéenne qui conduisit plusieurs auteurs à se poser la question de savoir si elles ne matérialisaient pas les phases majeures de son accrétion par décollements progressifs ou successifs. La découverte de reliefs boueux dans le domaine axial puis le prélèvement d’argiles expulsées, incluant des formations d’âge crétacé, amenèrent A. Camerlenghi et al. (1992) à soupçonner l’intervention d’un décollement dit basal car situé au niveau des argiles noires aptiennes. Par ailleurs, K.A. Kastens (1991) tira argument de la présence de zones plissées pour proposer la migration rapide du front de déformation externe vers le sud depuis le Messinien. Selon cet auteur, pareil phénomène progressif ne pouvait s’expliquer que par l’activation d’un autre niveau de décollement, moins profond et localisé au toit des formations évaporitiques (Kastens et al., 1992). J. Mascle et E. Chaumillon (1998) proposèrent la migration du niveau de décollement principal (dans les argiles aptiennes) vers un niveau supérieur, celui des évaporites. Pour ces auteurs, la rupture de pente qui sépare les deux domaines de la ride méditerranéenne pourrait s’expliquer par une modification de la friction basale. Ils en déduisirent logiquement que la ride méditerranéenne résultait d’une édification biphasée associée au fonctionnement successif de deux niveaux de décollement.
10W.B.F. Ryan et al. (1982) furent les premiers à s’intéresser au rôle de ces niveaux salifères dans l’accrétion morphosédimentaire et à proposer le modèle du prisme halocinétique. K.A. Kastens et al. (1992) ont retenu un modèle similaire mais impliquant un glissement généralisé de la couverture plio-quaternaire. E. Chaumillon (1995) a invoqué le rôle des variations d’épaisseur des niveaux évaporitiques pour expliquer la forte variabilité structurale constatée dans l’ensemble de la ride méditerranéenne, en particulier dans son domaine externe. Ainsi pour E. Chaumillon et al. (1996), les changements dans le style et dans l’ampleur des plis propres aux branches ionienne et levantine pourraient s’expliquer par des différences dans la puissance des évaporites, certes, mais aussi des séries plio-quaternaires qui sont normalement plus épaisses sur la branche levantine, notamment devant le Nil. Dans la zone centrale, le rétrécissement des plis serait l’expression morphologique de l’absence d’évaporites et d’un raccourcissement plus important. Enfin, E. Chaumillon et J. Mascle (1997) tiennent pour évidente l’influence des unités messiniennes sur l’agencement morphologique général du prisme : le domaine externe est en effet beaucoup mieux développé dans les branches ionienne et levantine, où les évaporites sont épaisses, que dans la branche centrale où elles n’ont pas été identifiées avec certitude.
11La compression de l’édifice prismal a également un comportement atypique à un troisième point de vue. C’est ce que tendent à démontrer les interprétations des données sismiques (De Voogd et al., 1992 ; Truffert, 1992 ; Truffert et al., 1993 ; IMERSE Working Group, 1997 ; Reston et al., 2002a et b) et gravimétriques (Makris and Stobbe, 1984). Les fosses helléniques ne procèdent pas d’une morphogenèse compressive comme dans le cas classique des fosses abyssales. Elles sont au contraire débitées dans le butoir de l’arrière-pays formé par les débris insulaires de la marge crétoise dont les nappes empilées reposent sur un soubassement continental étiré (croûte amincie). Le régime compressif vrai se trouve reporté donc plus au sud, au milieu de la ride méditerranéenne, dans la zone de contact entre le domaine axial (prisme) et interne. Il est vraisemblable que les branches ionienne et levantine reposent sur les derniers fragments du soubassement océanique téthysien non encore engloutis (De Voogd et al., 1992). Aucune donnée n’est encore disponible sur la nature du socle sous la branche centrale. Toutefois, la faible distance entre les marges continentales de l’Eurasie et de l’Afrique conduit à penser que le tiers central de la ride méditerranéenne pourrait avoir un soubassement continu de croûte continentale, fait qui dénoncerait un début de collision entre les blocs égéen et africain.
12Les données de bathymétrie et de réflectivité de la campagne PRISMED II (fig. 2) dans le secteur de la ride méditerranéenne, le plus étroit et le plus resserré entre la chaîne des Balkans et la Libye orientale (moins de 400 km), amènent à re-différencier, comme suit, l’agencement morphologique antérieurement conçu à partir des premiers profils de sismique multitrace (Chaumillon, 1995).
Fig. 2 – Bathymétrie (à gauche) et imagerie acoustique (à droite) du domaine central de la Ride méditerranéenne.
Fig. 2 – Bathymetry (left) and backscatter (right) of the central Mediterranean Ridge.
Ces cartes sont issues des enregistrements du sondeur multifaisceaux EM12 Dual (après traitement) durant la campagne PRISMED II
Maps have been computed from the PRISMED II cruise EM 12 Multibeam data after processing.
13Les marges continentales (crétoise et libyenne) bordant la ride méditerranéenne, bien que morphologiquement contrastées (fig. 2 à gauche), sont cependant toutes deux caractérisées par une faible réflectivité acoustique (fig. 2 à droite). La marge crétoise (active) est caractérisée par un compartimentage de blocs massifs et élevés (parfois même insularisés : île Gavdhos) et de dépressions étroites et profondes (fig. 2), aux fonds peu sédimentés, correspondant à la terminaison méridionale des fosses helléniques. La transition vers la ride méditerranéenne au sud s’effectue à travers un domaine faiblement déclive, présentant une couverture plio-quaternaire d’épaisseur notable (atteignant par endroits 750 m), déformée par des processus gravitaires. Elle repose sur un soubassement acoustique opaque intensément fracturé et basculé, interprété comme étant le prolongement méridional du domaine continental crétois en raisonnant par analogie avec les résultats obtenus immédiatement plus à l’ouest (Lallemand et al, 1994 ; Le Meur, 1997). Ce plan doucement incliné est biseauté au niveau du front de rétrochevauchement des sédiments de la ride méditerranéenne rebroussés contre le butoir continental crétois (fig. 2). La limite méridionale de la ride méditerranéenne avec la marge africaine est, quant à elle, soulignée par un front de chevauchement bien marqué et continu, formé par l’empilement subhorizontal des unités prismales. Fait remarquable : à l’est du méridien 24°10’E (fig. 2), la marge égyptienne apparaît décalée vers le sud de quelques 50 km et le front de déformation gagne alors le nord-est à mesure que la pente continentale africaine s’aplatit et s’approfondit vers l’est, où elle apparaît disséquée par une série de canyons (fig. 2).
14Au sein de la ride méditerranéenne s.s., une opposition est désormais clairement identifiable entre : a) les plis de l’étroite zone externe liés à l’accrétion récente des sédiments sur le niveau de décollement messinien, et recoupés par un double réseau de fractures (N 140 et N 40, cf. fig. 2) et b) le plateau de la zone centrale dénivelé par un gradient bathymétrique subméridien (localisation approximative : 24°10’E) (fig. 2). À l’ouest, le compartiment culminant (< 1500 m) car le plus fortement plissé, domine un domaine oriental plus profond, caractérisé par la présence de reliefs argilocinétiques beaucoup plus étendus qu’on ne le soupçonnait précédemment (fig. 2). Ce sont des volcans de boue (ordinairement très réflectifs, fig. 2 droite), d’élévation hectométrique et de diamètre plurikilométrique. Au domaine déjà connu du champ d’Olympie (Cita et al., 1989 ; Cita et Camerlenghi, 1990 ; Camerlenghi et al., 1992) et de la "ride des Nations-Unies" (Limonov et al., 1994, 1996 ; Cronin et al., 1997), il faut ajouter à présent les deux alignements de la "ceinture méridionale", au nord du promontoire cyrénaïque (fig. 2). À l’inverse des interprétations antérieures, la mise en place de ces structures apparaît davantage en relation avec des déformations transtensives que compressives (Huguen et al., 2004).
15Toutes les interprétations disponibles pour la branche centrale ont été représentées sous la forme d’un bloc-diagramme (fig. 3) ; elles appellent les explications suivantes.
Fig. 3 – Bloc-diagramme interprétatif de la structure du domaine central de la ride méditerranéenne.
Fig. 3 – Interpretative 3D diagram of the central Mediterranean Ridge.
1 : croûte continentale ; 2 : croûte océanique ; 3 : sédiments alpins tectonisés ; 4 : formations miocènes de la marge crétoise ; 5 : sédiments plio-quaternaires des marges libyenne et crétoise ; 6 : sédiments syn-rift ; 7 : sédiments post-rift déformés et partiellement subductés ; 8 : dômes de boue ; 9 : dépôts méssiniens ; 10 : domaine externe ; 11 : domaine interne ; 12 : domaine du butoir continental.
1 : continental crust ; 2 : oceanic crust ; 3 : alpine tectonized sediments ; 4 : Miocene formations of the Cretan margin ; 5 : plio-quaternary sediments of the Libyan and Cretan margins ; 6 : syn-rift sediments ; 7 : deformed and partly subducted post-rift sédiments ; 8 : mud domes ; 9 : messinian deposits ; 10 : outer domain ; 11 : inner domain ; 12 : backstop area.
16Indubitablement, le domaine central de la ride méditerranéenne est le plus intensément déformé et soulevé du prisme sédimentaire, puisqu’il est soumis au serrage entre les marges convergentes crétoise et libyenne, graduellement amenées en position de quasi-collision (voir plus haut). Dans un tel contexte, chaque domaine morphostructural du prisme est caractérisé par un style de déformation spécifique. L’écaillage du domaine externe moulé contre le bloc cyrénaïque a dû absorber les efforts de la convergence maximale grâce à la présence d’évaporites ductiles sous jacentes. Le domaine interne où se concentre le volcanisme boueux est, quant à lui, caractérisé par une déformation plus discontinue, essentiellement localisée au niveau d’accidents tectoniques à grande échelle. Le contact topographique entre les deux domaines perd son expression vers l’est à mesure que les mouvements chevauchants sont relayés par la mise en place de décrochements linéaires au sein de la zone externe. Ce contact est de première importance car il sépare deux épisodes de formation du prisme. Le nord correspond au vaste prisme antémessinien, mis en place au-dessus du niveau de décollement basal des marnes aptiennes. L’expulsion vraisemblable d’une partie de ses fluides et argiles le long d’accidents linéaires explique la présence d’un nombre important de volcans de boue. Le prisme méridional, plus jeune, édifié depuis le Messinien à la faveur d’un décollement superficiel au niveau des évaporites, présente une morphologie compressive plus diversifiée. Comme le montre la figure 4, la curieuse ligne de hauteurs du méridien 24°10’ E semble être la traduction superficielle de plusieurs transitions qui ménagent le passage : 1) des morphologies chevauchantes (à l’ouest) à celles simplement plicatives (à l’est) ; 2) de la marge libyenne à la marge égyptienne décalées et basculées en sens inverse ; 3) des stades différents de fermeture allant de la collision commençante (à l’ouest) à la précollision (à l’est) (Mascle et al., 1999) ; 4) des régions portées par des évaporites absentes ou amincies (à l’ouest) et épaissies (à l’est : confins de la plaine Hérodote).
17La branche orientale (ou levantine) de la ride méditerranéenne est la partie du prisme située entre l’arc créto-rhodien et la vaste plaine Hérodote accumulée en contrebas du delta profond du Nil. Ce domaine (fig. 4) avait déjà été le lieu de prospections profondes (De Voogd et al., 1992 ; Truffert, 1992 ; Chaumillon, 1995) et d’un premier inventaire morphologique (Chaumillon, 1995). À présent, celui-ci doit être amendé et réordonné selon le plan suivant.
Fig. 4 – Bathymétrie (à gauche) et imagerie acoustique (à droite) du domaine oriental de la ride méditerranéenne.
Fig. 4 – Bathymetry (left) and backscatter (right) of the eastern Mediterranean Ridge.
Ces cartes sont issues des enregistrements du sondeur multifaisceaux EM12 Dual (après traitement) durant la campagne PRISMED II.
These maps have been computed from the PRISMED II cruise EM 12 multibeam data after processing.
18Mis à part le rôle morphologique passif tenu par la marge égyptienne, l’intérêt se porte ici vers l’activité de la marge nord où le soubassement s’effondre en panneaux étagés et basculés par le jeu de contraintes tectoniques récentes, de nature extensive à transtensive. Le pied de l’arc insulaire crétois, prolongé au sud de Rhodes jusqu’au Taurus (Turquie), est souligné par un ensemble discontinu de bassins (fig. 4) élargis et approfondis vers le nord-est (de la fosse Pline au bassin de Rhodes : > 4400 m), disposés en échelons le long d’un grand décrochement senestre orienté N 50 (Huchon et al., 1982 ; Le Cleach et Mascle, 1986). Au sein de la zone d’étude, les monts Strabon représentent la limite méridionale de ce domaine continental, contre laquelle les sédiments de la ride méditerranéenne viennent rétrochevaucher.
19Par comparaison, son domaine interne (fig. 4) présente une morphologie peu accidentée. Celle-ci est compartimentée par plusieurs grands décrochements, le long desquels sont observées de nombreuses injections boueuses en forme de petits cônes (décelables par leur plus forte réflectivité) ou d’épanchements informes.
20La morphologie de la zone externe (fig. 5A) est, quant à elle, caractérisée par une succession de plis droits (fig. 5C) ou déjetés vers le sud (fig. 5B), se répartissant régionalement en trois grandes ceintures (Huguen et al., 2000) déformées sur d’épaisses accumulations évaporitiques. De tels reliefs ordonnés comme des monts et des crêts, que l’on comparerait volontiers à ceux du type morphologique jurassien, sont isolés par des bassins sédimentés profonds (fig. 5C), alignées selon toute vraisemblance sur des zones de fractures profondes et décrochantes (Huguen et al., 2000). Vers le sud, les plis s’espacent à mesure que les couloirs se dilatent et se nivellent en raison d’une sédimentation plus importante aux abords de la plaine Hérodote.
Fig. 5 – Morphologie de la zone externe de la ride méditerranéenne orientale.
Fig. 5 – Morphology of the eastern Mediterranean Ridge outer domain.
Une carte bathymétrique (A) et deux profils sismiques (B et C) de la campagne PRISMED II illustrent la morphologie et la structure interne du plissement de ce domaine. Deux ceintures de plis séparées par des bassins alignés affectent des formations sédimentaires épaisses. Les plis apparaissent déversés et faillés dans le domaine le plus méridional, alors qu’ils sont symétriques plus au nord, au contact avec le domaine interne de la ride.
A bathymetric map (A) and two seismic lines (B and C) from the PRISMED II cruise show the folding morphology and internal structure. Two folded belts, separated by high sedimentation basins, are identified. Symmetric salt-injected folds are observed at the contact with the Mediterranean Ridge inner domain, and asymmetric deformations at the boundary with the Herodotus sediments.
21On retrouve dans la branche levantine, sous des dimensions et des dispositifs qui lui sont propres, la même différenciation morphologique que celle identifiée plus à l’ouest (fig. 6). Il existe, d’une part, un domaine interne peu déformé, fortement affecté par la tectonique décrochante et caractérisé par l’expulsion de coulées ou de volcans argileux (fig. 4). Et d’autre part, un domaine externe déformé en véritables plissements (fig. 4 et fig. 5). Rien a priori n’empêcherait d’y appliquer aussi la morphogenèse biphasée proposée plus haut. Toutefois, l’existence de couloirs de déformation qui tendent à isoler des ceintures de reliefs plissés ou subtabulaires incite à enrichir le premier modèle en faisant intervenir des facteurs morphogénétiques auxiliaires. Notre essai de modélisation expérimentale (Huguen, 2001) a aidé à identifier les interventions de quelques mécanismes. Parmi les plus plausibles, on retiendra à titre d’hypothèse de travail deux séries de phénomènes dont les effets peuvent éventuellement se conjuguer. D’une part, le transfert généralisé de tout l’édifice vers le nord-est, sous l’influence d’un mouvement de décrochement senestre associé à la subduction oblique contre l’arc crétois. Et, d’autre part, l’insertion de séries réputées mobiles : les unes profondes comme les évaporites, les autres superficielles comme les couches de fond du prodelta nilotique syntectoniquement incorporées à la lisière de la plaine Hérodote (fig. 4).
Fig. 6 – Bloc-diagramme interprétatif de la structure du domaine oriental de la ride méditerranéenne.
Fig. 6 – Interpretative 3D diagram of the eastern Mediterranean Ridge.
1 : croûte continentale ; 2 : croûte océanique ; 3 : sédiments alpins tectonisés ; 4 : formations miocènes ; 5 : sédiments marins déformés et partiellement subductés ; 6 : dômes d’argile ; 7 : coulées de boue géantes ; 8 : dépôts messiniens.
1 : continental crust ; 2 : oceanic crust ; 3 : tectonized alpine sediments ; 4 : Miocene formations ; 5 : deformed and partly subducted sédiments ; 6 : mud domes ; 7 : giant mud flows ; 8 : Messinian deposits.
22Par comparaison avec les autres prismes d’accrétion, situés en majorité autour de l’océan Pacifique, la ride méditerranéenne se singularise autant par le jeu de ses puissantes assises plastiques (les évaporites) que par la spécificité de son encadrement géodynamique. À cet égard, si la branche centrale est la plus fortement structurée en raison de la position d’affrontement qu’elle occupe entre deux marges continentales quasi jointives, la branche orientale conserve encore la possibilité de se dérober aux effets morphologiques du serrage grâce à sa position d’échappement vers le bord de "fuite" du bassin levantin (fig. 7). En conséquence, la morphologie de l’aile orientale de la ride méditerranéenne exprime les particularités que sa situation géographique lui a conférées. On peut le lire, dans la possible persistance d’une "fenêtre" de croûte océanique incomplètement subduite sous le domaine interne, dans l’existence de mouvements décrochants au sein de l’ensemble de l’édifice plissé, et dans le plus grand espacement entre les grands ensembles morphologiques (fig. 7). C’est pourquoi on voit la morphologie de chacune des trois unités structurales majeures formant le plancher de la Méditerranée orientale se transformer latéralement vers l’est et le nord-est, mais en adoptant des styles spécifiques que la nature et l’architecture de son bâti lui imposent (fig. 7).
Fig. 7 – Schéma structural interprétatif des domaines central et oriental de la ride méditerranéenne. Les contrastes structuraux entre les deux domaines sont mis en relation avec le contexte cinématique (Vecteurs déplacement issus de Le Pichon et al., 1995 ; a : mesure à Roumelli ; b : mesure à Katavia).
Fig. 7 – Interpretative structural map of the central and eastern Mediterranean Ridge domains. Structural contrasts between the two domains are shown in connection with the kinematic framework (Movement vectors from Le Pichon et al., 1995 ; a : measurement in Roumelli ; b : measurement in Katavia).
La carte bathymétrique utilisée est issue d’une compilation des données du sondeur EM12, ainsi que des données IBCM et données satellitaires mondiales, disponibles en Méditerranée. Numérotation sur la carte : 1-2 : front de déformation externe ; 3-4 : domaine externe de la Ride méditerranéenne ; 5 : transition entre domaine externe et interne (chevauchements imbriqués) ; 6-7 : domaine interne de la Ride méditerranéenne ; 8 : gradient bathymétrique le long de la longitude 24°10E ; 9 : contact Ride méditerranéenne et marge crétoise (rétrochevauchements imbriqués) ; 10 : limite méridionale du butoir continental crétois sous le prisme d’accrétion. Numérotation de la légende : 1 : reliefs argilo-cinétiques ; 2 : coulée boueuse peu réflective ; 3 : coulée boueuse très réflective ; 4 : fosses de Pline, Poseidon et Gorthys (d’est en ouest) ; 5 : fosse de Strabon ; 6 : axe des fosses ; 7 : front de déformation externe ; 8 : coulées boueuses non réflectives identifié sur les profils de sismique réflexion ; 9 : principaux centres d’expulsion de l’argile ; 10 : failles décrochantes ; 11 : axes anticlinaux ; 12 : axes de larges synclinaux emplis de sédiments ; 13 : rétrochevauchements ; 14 : chevauchements.
The bathymetric map was computed from EM12, IBCM and satellite data from the eastern Mediterranean. Map numbers : 1-2 : outer deformation front ; 3-4 : outer domain of the Mediterranean Ridge ; 5 : transition between outer and inner domains (imbricate thrusts) ; 6-7 : inner domain of the Mediterranean Ridge ; 8 : bathymetric gradient along 24°10E ; 9 : boundary between the Cretan margin and the Mediterranean Ridge (imbricate backthrusts) ; 10 : southern boundary of the Cretan continental backstop below the Mediterranean Ridge sediment. Caption numbers : 1 : mud reliefs ; 2 : low backscatter mud flows ; 3 : high backscatter mud flows ; 4 : Pliny, Poseidon and Gorthys trenches (from East to West) ; 5 : Strabo trench ; 6 : trench axes ; 7 : outer deformation front ; 8 : non reflective mud flows identified on seismic reflection data ; 9 : main mud expulsion centers ; 10 : strike-slip faults ; 11 : anticline axis ; 12 : highly sedimented syncline axis ; 13 : backthrusts ; 14 : thrusts.
23Au nord d’abord, on observe d’importantes variations longitudinales du contact morphologique de la ride méditerranéenne avec son arrière-pays, correspondant à la limite méridionale de la marge continentale crétoise (chiffre 9 sur la fig. 7). Du sud-ouest au sud-est de la Crète, le bourrelet de rétrochevauchement de la ride méditerranéenne contre le butoir rigide des nappes helléniques (massif de l’île Gavdhos) cède graduellement le terrain à la chaîne des bassins et des fosses est-helléniques nés de la dilacération et du cisaillement des parties amincies de la croûte continentale (sud de l’arc créto-rhodien).
24Pareillement, plus au sud, la morphologie du paléoprisme messinien (zone axiale, chiffrée 6 sur la fig. 7), s’abaisse, se rétrécit (spectaculairement parfois comme à l’est du long accident composite que traverse le méridien 24°10’ E, chiffré 8 sur la fig. 7), et il est décalé (décrochements) et compartimenté en unités subtabulaires et de plus en plus obliques et rigides vers le nord-est (domaine chiffré 7 sur la fig. 7). À un domaine peu profond et intensément déformé, au nord de la Cyrénaïque, se substitue, vers l’est, une déformation plus discontinue, essentiellement contrôlée par le jeu d’accidents décrochants conjugués. Nombre de ces discontinuités morphostructurales sont soulignées par des reliefs argilocinétiques. Encore sporadiques à l’ouest, ils s’ordonnent en séries de cônes boueux qui, dans la branche levantine, finissent par s’épancher en vastes nappes d’échelle plurikilométrique.
25Enfin, au flanc méridional de la ride méditerranéenne, la morphologie du néoprisme postmessinien (zone externe) présente une transition inverse. La déformation plicative, ici prédominante, est caractérisée par des structures montrant des amplitudes et des longueurs d’ondes croissantes vers l’est, au fur et à mesure de leur étalement progressif dans le bassin levantin. Les champs de failles inverses et le front des écailles imbriquées et cisaillées au pied du promontoire cyrénaïque (chiffre 3 sur la fig. 7) perdent en vigueur et en continuité en passant à des morphologies plicatives, sous l’effet de l’obliquité des contraintes (échappement) et de l’incorporation des niveaux distaux du prodelta du Nil partiellement chevauchés (domaine chiffré 4 sur la fig. 7).
26La ride méditerranéenne paraît bien constituer un édifice morphologique sous-marin unique au monde. Exhaussée par le plissement d’un prisme d’accrétion composite et polyphasé, elle est en voie d’incorporation à l’arrière de la guirlande de débris insulaires sud-égéens égrenés du Péloponnèse au Taurus en passant par la Crète. La morphologie de la ride méditerranéenne éclaire d’un jour nouveau toute celle de la façade balkanique de l’édifice alpin.